上揚子地臺北緣下奧陶統分鄉組風暴巖特征及其地質意義

關鍵詞上揚子地臺；四川盆地；風暴巖;分鄉組;奧陶系

第一作者簡介 ，男，1999年出生，碩士研究生，碳酸鹽巖沉積儲層學，E-mail：2870603448@qq.com

通信作者 宋金民，男，教授，E-mail：songjinmin@sohu.com

中圖分類號 P512.2 文獻標志碼A

DOI： 10.14027/j.issn.1000-0550.2023.098

CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2023.098

0 引言

國外從20世紀50年代末期和60年代初期最早開始關注研究風暴巖。Ager和Kellingetal.首先提出了“風暴巖\"的概念，系指經歷風暴流擾動后再沉積形成的一套沉積物組合，進一步分為海相和湖相風暴巖3。國內對于風暴巖的研究起步較晚，最早是在20世紀80年代孟祥化等和劉寶珺等開始引進風暴巖的研究成果，對國內的風暴巖進行研究，國內對于風暴巖的研究在20世紀末期達到高潮，在重建風暴沉積演化模式、恢復古板塊、古地理及古環境等多方面取得了諸多進展與成果。如馬瑞申等據豫北地區寒武紀發育的風暴巖推斷當時該區位于赤道低緯度 （5^°～20^° ）的風暴作用帶，屬于熱帶氣候；馬志鑫等通過黔東鎮遠地區風暴沉積研究認為該區清虛洞組為潮坪環境，完善了早寒武世清虛洞期湘西一黔東地區風暴沉積類型。景宇軒等根據北京西山下葦甸剖面風暴沉積類型恢復了海平面變化。馮宇翔等通過中三疊世揚子地臺西緣雷口坡組風暴沉積證實龍門山古隆起與川西斜坡古海灣的存在。

揚子板塊中具有十分豐富的風暴沉積，在震旦紀[10-12]、寒武紀[13-15]、奧陶紀[-19]、志留紀[20-21、泥盆紀[22-25]、石炭紀[2和三疊紀[27-33均發現風暴沉積。目前對于揚子板塊風暴巖的研究主要集中在寒武紀地層，志留紀次之，奧陶紀時期風暴沉積的報道主要在揚子板塊西南部，集中在下奧陶統層位[；揚子板塊北緣地區的風暴沉積僅在寒武紀4，志留紀[2，三疊紀[28.32中報道，尚未發現奧陶系風暴巖的相關報道。目前對揚子板塊北緣地區奧陶系分鄉組的沉積環境、油氣探勘、古環境與古地理特征等方面的研究較為薄弱。筆者在城口厚坪剖面的下奧陶統分鄉組中發現了風暴沉積，這對于認識該區下奧陶統沉積環境、古海洋條件、古地理和沉積古地貌具有重要意義。本文在薄片鑒定和實測剖面的基礎上，闡明下奧陶統分鄉組風暴沉積構造、沉積序列以及沉積模式，分析分鄉組風暴沉積的地質意義。

1 地質概況

四川盆地是一個疊合盆地，在震旦紀到三疊紀為一個海相克拉通盆地，三疊紀后變為前陸盆地[34]。受Rodinia大陸裂解影響，南華紀四川盆地普遍發生張裂作用，晚震旦世時構造運動減弱，盆地內部穩定沉降，加里東運動早期的拉張一伸展作用逐漸替代晉寧期板塊匯聚作用，此時盆地外緣方向逐漸變深，轉變為克拉通內坳陷盆地[35。早奧陶世，四川盆地繼承了寒武紀末期的地理格局，主體位于穩定克拉通內坳陷盆地中。到了中奧陶世，由于華夏板塊與揚子板塊再次碰撞拼合，盆地內部從伸展構造背景逐漸被擠壓構造背景替代，此時中上揚子地區盆內及盆緣開始隆起，四川盆地成為擠壓環境下的克拉通盆地3。晚奧陶世，由于華夏板塊與揚子板塊的匯聚過程，此時四川盆地基底快速沉降3，盆地北西部康滇古陸和川中隆起同時發展使得盆地中海域被圍限，形成局限海[35，在志留紀末期華夏板塊與揚子板塊逐漸統一成為華南板塊，盆地主體基本消亡。

研究區位于北大巴山逆沖推覆構造帶前緣、城口斷裂帶南側的城口厚坪一帶，隸屬于揚子地臺北緣（圖1a）。揚子地臺區奧陶紀主要發育淺海穩定型灰巖，沉積環境為鑲邊碳酸鹽巖臺地，奧陶世早期海水較淺，生物繁盛，氣候溫暖；奧陶世中晚期海平面逐漸上升，海水加深，氣候炎熱；奧陶世末期地臺持續上升，南部抬升至海平面以上，北部形成閉塞海灣[35]。研究區內下奧陶統發育地層自下而上為楊家壩組、分鄉組、紅花園組、大灣組、牯牛潭組（圖1a）。研究區分鄉組的沉積相主要是開闊臺地，沉積的巖性主要是粒屑生屑灰巖、粒屑鮞粒灰巖、泥晶灰巖夾泥灰巖和泥巖。

通過對城口地區厚坪剖面分鄉組野外露頭進行實測，發現在厚坪剖面的分鄉組與上伏地層紅花園組及下伏地層楊家壩組均呈整合接觸，厚度為33.6m ，其中部約有 16.9m 的灰巖段具有明顯的風暴沉積特征（圖2）。巖性主要為灰色中層一薄層狀泥晶灰巖，發育約25個風暴沉積序列（圖2），每個序列的厚度介于 20～200cm 。其中礫屑段主要發育于風暴段下部到中部，礫屑層厚度介于 8～11cm ，粒徑介于 6～12mm ，反映出風暴強度在沉積時期由強變弱的特征。風暴段劃分出2個海侵（TST）—海退（HST）旋回，整體上旋回下部發育灰色中層狀礫屑生屑灰巖，中部發育灰色薄層狀砂屑生屑灰巖，上部發育灰色薄層狀泥灰巖與薄層一極薄層狀泥巖互層，自下而上泥質含量增多。

2 風暴沉積構造

風暴常發生于淺海陸棚區，形成的風暴流動力強，會攪動、搬運、侵蝕、懸浮海底沉積物，將其攜帶沉積至不同環境3，形成如風暴粒序段等風暴沉積構造。城口厚坪剖面發育有典型的底沖刷構造、風暴礫屑段、風暴撕扯構造、菊花狀構造、風暴層理等沉積構造。

2.1 底沖刷構造

底沖刷構造是由于風暴高峰期產生的風暴流對風暴浪基面以上的海底沉積物進行沖刷、淘洗，形成一個與下伏地層突變的底面和沖刷一充填構造，發育于風暴沉積底部。厚坪剖面發育的底沖刷構造波型較緩（圖3a，b），單一波長為 20～80cm ，波峰為3＼～5cm ，反應風暴渦流強度較大，侵蝕能力強，上覆巖性為生屑礫屑灰巖，可見疊瓦狀礫石，以顆粒支撐為主，見大量介殼生屑。

2.2 風暴礫屑層

風暴礫屑層是風暴沉積的重要識別標志。厚坪剖面礫屑層厚度為 30～50cm ，其中的礫屑顆粒成分主要為暗色泥晶白云巖，形態主要呈短柱狀以及橢圓狀，粒徑為 1mm～3cm ，多集中在 2mm ；分選性較差，次棱角一次圓狀，基質支撐，礫屑的含量介于30%～50% ，并且發育厚度較大的風暴生屑層，層厚介于 40～60cm 。同時發育菊花狀構造，該構造類型也是風暴渦流沉積的指相標志[38-39]，表現為竹葉狀礫屑呈放射狀（圖3c）。生物類型主要是雙殼類（圖3c，d，i）。

2.3風暴層理構造

風暴浪擺動波和旋渦流觸及淺海底床形成各種風暴層理構造，主要包括丘狀交錯層理、洼狀交錯層理、平行層理和水平層理等。在厚坪剖面分鄉組的風暴巖中主要發育平行層理和丘狀交錯層理（圖3g， 。丘狀交錯層理是風暴沉積的特征標志，其底部為傾角很小的侵蝕沖刷面，其上層系與底面平行，上凸的為丘狀交錯層理，下凹的為洼狀交錯層理；紋層在橫向上有規律地變厚，傾角有規律地向上減小或散亂，頂面呈丘狀起伏，丘狀交錯層理多發育于風暴序列的上部單元40]。在厚坪剖面分鄉組風暴巖中發現的丘狀交錯層理巖性以泥質灰巖為主，厚度介于6～40cm ，單個波長介于 19～40cm ，波峰介于 2～4cm 。水平層理巖性主要以深灰色薄層灰巖與黑色薄層泥巖互層為主，厚度介于 3～24cm ，夾有灰色透鏡狀灰巖，長軸介于 2～9cm ，短軸介于 0.5～1.0cm 。

3 風暴沉積序列

風暴沉積序列是由于風暴巖在沉積過程中風暴作用在不同階段的方式、持續時間以及強度的不同而使得風暴巖在縱向上形成的一系列有規律的沉積組合。一個典型的淺水碳酸鹽巖完整風暴序列[38]，從底至頂由以下5個沉積單元構成：（A）底沖刷和礫屑段，顆粒較大、破碎的礫屑沉積物；（B）粒序段，具有粒序的砂屑沉積物；（C）平行層理，粒度較細的粉砂屑沉積物；（D）丘狀層理，具有特殊層理結構的粉砂屑沉積物；（E）泥質泥晶灰巖段，薄層的泥晶灰巖與泥巖。城口厚坪剖面分鄉組可識別出5類風暴沉積序列。

3.1 序列I

主要由底沖刷和礫屑層A、粒序層B、平行層理段C組成（圖4），風暴礫屑段（A段）主要為泥質灰巖，礫屑呈透鏡狀順層分布，可見菊花狀構造和疊瓦狀構造。礫屑大小長軸為 2～3cm ，短軸為 0.2～0.5cm 局部含生屑、鮞粒和砂屑（圖3f，i，k），含礫率介于50%～60% ，單層厚度在 4～8cm ，向上粒度減小，顆粒間雜基支撐，可見大型的底沖刷面，單個波長可達60～80cm ，波峰為 4～6cm 。粒序段（B段）為正粒序結構，總體為礫屑一砂屑一粉屑的正韻律結構，可見生物介殼在下部，為腹足類。上部主要為砂屑灰巖，雜基支撐。平行層理段（C段）主要是鈣質泥巖與灰巖互層，泥巖厚度介于 2～5cm ，灰巖層厚介于 1～3cm 向上泥質增加，夾灰巖透鏡體。

3.2 序列Ⅱ

主要由粒序層（B）平行層理段（C）組成（圖4），粒序段巖性主要是深灰色薄層狀含生屑砂屑灰巖，局部呈透鏡狀，生屑以介殼為主，并且可見生屑呈倒小字分布。平行層理段（C）主要以灰巖夾泥質灰巖為主，局部灰巖呈透鏡狀，層厚介于 2～5cm ，寬介于1～2cm ，頂部見頁巖薄層，并且可見波狀層理。

（a）低強度侵蝕面，2層，厚坪剖面；（b）沖刷面，黃色虛線為底沖刷面，4層，厚坪剖面；（c）泥晶灰巖礫屑層，7層，厚坪剖面；（d）泥晶生屑灰巖礫屑層，HP-8-1B-13，單偏光， ?×2 ，礫屑為含生屑粉屑泥晶灰巖或泥晶灰巖，8層，厚坪剖面；（e）粒序層，12層，厚坪剖面；（f）正粒序，單偏光， ×2 ，風暴巖粒序段，19層，厚坪剖面；（g）復合型丘狀交錯層理，22層，厚坪剖面；（h）平行層理，23層，厚坪剖面；（i）生物碎屑，15層，厚坪剖面；（j）生屑灰巖礫屑層，單偏光， ^×2，24 層，厚坪剖面；（k）生屑砂屑灰巖，指示臺緣帶，單偏光， ×2，17 層，厚坪剖面；（1）平行層理，單偏光， ×2，20 層，厚坪剖面

3.3 序列Ⅲ

由底沖刷、礫屑層（A）、粒序層（B）、平行層理（C）和泥質泥晶灰巖段（E）組成（圖4），礫屑層（A）下伏為薄層狀泥質灰巖，底沖刷構造發育，形成砂屑、礫屑混雜沉積，礫屑和生屑順層分布，層厚介于 20～ 45cm ，可見菊花狀構造。礫屑之間雜基支撐，雜基內部可見沙紋層理，礫屑呈橢圓狀，短軸為 2cm ，長軸為 3～4cm ，長條狀的礫屑短軸為 0.5cm ，長軸為 1～ 9cm 。粒序段（B）主要是由砂屑一粉屑的正粒序結構，局部呈透鏡狀，厚度介于 2～7cm 。平行層理段（C）主要是鈣質泥巖與灰巖，單層灰巖厚度介于 1～ 2cm ，泥巖厚度介于 0.5～1.0cm 。泥質泥晶灰巖段（E）厚度介于 3～4cm ，可見水平層理發育。

3.4 序列IV

由粒序段（B）和泥質泥晶灰巖段（E）組成（圖4），粒序段（B）主要以砂屑灰巖為主，砂屑短軸一般為0.2～1.0cm ，長軸為 1.5～3.0cm 。泥質泥晶灰巖段（E）以鈣質泥巖為主，夾透鏡狀灰巖，長介于 2～9cm ，寬介于 0.5～1.0cm 。發育風暴遠源濁流泥巖，其中見多個風暴濁流旋回，巖性為深灰色薄層泥巖夾透鏡狀灰巖，寬度介于 2～3cm ，長介于 5～12cm ，可見沙紋層理和水平層理，上段發育灰色薄層灰巖與泥巖互層，灰巖單層厚度介于 1.0～1.5cm ，泥巖單層厚度介于1＼～2cm 。

3.5 序列V

由粒序段（B）、丘狀層理段（D）和泥質泥晶灰巖段（E）組成（圖4），粒序段（B）主要為砂屑灰巖，厚度介于 12～14cm ，正粒序結構發育，從下部到上部主要呈礫屑到砂屑的過渡，下部礫屑長軸為 2～4cm ，短軸為 5～10cm ，上部砂屑長軸為 0.2～1.0cm ，長軸為 1.5～ 2.0cm ，其中生物介殼發育在下部，主要為腹足類，上部砂屑為顆粒雜基接觸支撐；丘狀層理段（D）巖性以泥晶灰巖為主，厚度介于 5～8cm ，單個波長介于 25～40cm ，波峰介于 2.5～3.0cm 。泥質泥晶灰巖段（E），巖性主要是深灰色薄層泥巖夾薄層鈣質泥巖，泥巖單層厚度小于 1cm ，夾透鏡狀灰巖，水平層理發育。

（al）厚坪剖面，分鄉組，A段，礫屑層；（b1）厚坪剖面，分鄉組，B段，粒序層；（c1）厚坪剖面，分鄉組，C段，平行層理；（a2）厚坪剖面，分鄉組，B段，粒序層；（b2）厚坪面，分鄉組，C段，平行層理；（c2）厚坪剖面，分鄉組，B段生物碎屑； （a3） 厚坪剖面，分鄉組，A段，礫屑層；（b3）厚坪剖面，分鄉組，B段，粒序層；（c3）厚坪剖面，分鄉組，C段，平行層理；（a4）厚坪剖面，分鄉組，B段，粒序段；（b4）厚坪剖面，分鄉組，B段，泥灰巖；（c4）厚坪剖面，分鄉組，E段，平行層理； （a5） 厚坪剖面，分鄉組，B段，粒序層；（b5）厚坪剖面，分鄉組，D段，丘狀交錯層理； （c5） 厚坪剖面，分鄉組，E段，平行層理

基于剖面、鏡下鑒定及風暴巖段統計，分析分鄉組風暴序列的縱向展布特征：城口地區分鄉組風暴沉積序列主要為序列I一V，縱向上呈序列 I 序列 序列 序列V的演化特征，自下而上沉積環境演化為開闊臺地 $$ 臺地邊緣 $$ 斜坡 $$ 陸棚，在縱向上表現為沉積水體加深的沉積特征。I型序列結構主要發育在剖面下部，向上逐漸減少，至中部逐漸發育Ⅲ型序列結構，其中I型序列發育規模較大，厚度相對于Ⅲ型序列較大，見大型沖刷面，波長可達70～80cm ，中下部夾有少量Ⅱ型序列結構，顯示沉積早期風暴較強，水體較淺。而在分鄉組中上部主要發育V、V型序列結構，在頂部發育兩期I型序列結構，規模均較大，厚度可達 50～80cm 。分鄉組沉積時期總體上呈現海平面逐漸上升，水體加深，風暴減弱的特征。

4風暴沉積模式

奧陶系分鄉組沉積時期，城口地區為臺緣灘一斜坡沉積[3。通過總結厚坪剖面風暴沉積序列特征及類型與沉積特征，本文建立了城口地區分鄉組風暴沉積模式（圖5）。

序列I發育大型的沖刷面以及礫屑層，表明風暴侵蝕能力較強，受到強烈風暴渦流對臺緣的生屑灘進行剝蝕、撕裂，并發育大量的生物碎屑，距離風暴中心較近，水體較淺；其上又發育粒序段，頂部含有少量陸源碎屑，說明該序列為風暴回流沉積，位于風暴浪基面以上，部分碎屑顆粒向離岸地區搬運，因此該序列主要位于臺緣淺灘。

序列Ⅱ下伏巖性主要是含生屑砂屑灰巖，底部無沖刷面，可見破碎狀生物碎屑，砂屑分選性中等一較好，磨圓為次棱角一次圓狀，可見撕扯構造，粒序層上部發育平行層理，說明該序列位于正常浪基面之下，風暴浪基面之上，且更靠近正常浪基面，為臺地前緣斜坡的上部沉積。

序列Ⅲ可見明顯的底沖刷界面，礫屑分選一般，磨圓為次棱角一次圓，可能是被風暴回流搬運的異地沉積。上部的粒序段形成與風暴回流搬運有關，呈正粒序，重力分異使沉積物粒度變細，頂部的水平層理及薄層鈣質泥巖主要受風暴下部回流作用影響，表明水體較深，應該是形成于風暴浪基面附近且在風暴浪基面之上水體相對較深的臺緣斜坡下部沉積。

序列V粒序段的形成與風暴濁流的搬運有關，重力分異使沉積物粒度變細，同時上部的發育泥巖與灰巖互層受遠源風暴濁流沉積控制，表明風暴流強度較弱，距離風暴中心較遠，應該是位于水體較深的風暴浪基面之下的深海陸棚沉積。

序列V下部主要是砂屑灰巖，表現出正粒序結構，與風暴回流有關的異地沉積；丘狀交錯層理是在風暴濁流和風暴遠端震蕩作用下形成，同時頂部發育薄層泥質泥晶灰巖，也是風暴濁積成因，分析表明沉積水體較深。因此，該序列的沉積環境應該是位于風暴浪基面附近的臺地前緣斜坡下部。

通過分析揚子地臺北緣城口地區分鄉組風暴沉積特征，建立了分鄉組風暴沉積模式。風暴沉積自下而上可以劃分出侵蝕底面及礫屑段（A）粒序段（B）、平行層理段（C）丘狀交錯層理段（D）及遠源風暴濁流沉積（E），該序列總體上反應了風暴能量由高到低的過程。

5地質意義

5.1古板塊緯度位置識別意義

前人對揚子板塊古地磁重建發現，揚子板塊在早古生代位于受風暴強烈影響的熱帶低緯度區，到寒武紀揚子板塊開始漂移，逐漸向北高緯度運動，在奧陶紀，揚子板塊處于北緯 6.5^°～7.3^° 附近[41-42]，而風暴活動常出現在緯度 5^°～35^° 之間[43]。因此，風暴流改造海底原始沉積物形成的風暴巖可作為恢復板塊古緯度位置的重要證據。城口地區下奧陶統分鄉組風暴巖的發現，表明研究區分鄉組沉積時期揚子板塊位于風暴頻繁發生的熱帶、亞熱帶海域的低緯度區域。與古地磁資料[4142以及前人在貴陽烏當下奧陶統湄潭組和湖北松滋劉家場下奧陶統紅花園組發現的風暴巖得出的揚子板塊在奧陶紀處于低緯度赤道附近颶風帶地區結論相一致。

5.2 古地理指示意義

目前報道的絕大多數風暴巖主要分布于淺海陸棚一緩坡、潮坪一濱岸帶[38]，因此風暴巖的發現可以指示沉積時期的古地理背景。早奧陶世，四川盆地主體位于穩定克拉通內坳陷之中，基本繼承了寒武紀末期的巖相古地理格局，具有西高東低的特征，以碎屑濱岸、混積潮坪和清水碳酸鹽巖臺地環境為主[3]。由于風暴作用常發生在向開闊海方向的斜坡附近，使得在正常浪基面斜坡附近侵蝕、上揚卷起的原地沉積物被風暴流搬運到水體較深的正常浪基面之下再沉積。結合前人對揚子地臺下奧陶統巖相古地理研究和城口地區分鄉組沉積風暴巖特征進行綜合分析，風暴巖在分鄉組沉積時期的發現表明分鄉組處于淺海陸棚一緩坡相帶。根據早奧陶世古地理格局，該時期揚子板塊正處于海侵時期，研究區位于臺地邊緣淺海地區，并且靠近斜坡位置，風暴頻發。序列I、序列Ⅱ、序列Ⅲ均與風暴回流有關，這種回流的產生要具有一定的坡度[3]，處于臺緣斜坡上部和下部；序列V沉積環境為深水環境，為陸棚沉積；序列V沉積環境位于水體較深的臺緣斜坡下部的風暴浪基面附近，因此城口地區分鄉組時期沉積環境應為臺緣相帶。同時，分鄉組在揚子地臺北緣厚坪西南方向是臺地內部沉積，而在厚坪地區是臺地邊緣灘沉積，在厚坪東北方向是斜坡沉積。在揚子地臺內，前人在寒武系及志留系均發現風暴沉積，分鄉組風暴沉積環境與寒武系風暴巖沉積環境較為一致，以淺海陸棚一緩坡環境為主，而志留系已發現風暴沉積以淺水一濱岸環境為主，因此兩者在風暴沉積序列上會有所不同。最近研究表明，隨著熱帶海面溫度的升高，大多數強烈的風暴頻率會增加4，而在揚子地臺內寒武系及奧陶系所發現風暴巖的數量遠高于志留系，因此寒武系奧陶系頻繁發生的風暴巖可能與全球變暖時期相對應。這為早奧陶世揚子地臺北緣提供了重要的巖相古地理證據。

5.3油氣地質意義

揚子地臺下奧陶統的有效儲集層優勢相帶在波浪、潮汐水動力作用下發育的大規模臺緣灘微相]。根據奧陶系揚子地臺北緣古地理發現臺地邊緣微高地貌地區發育方向整體為北西到南東方向，且據上述風暴沉積對于巖相古地理的約束，城口地區下奧陶統主要為臺地邊緣沉積，處于正常浪基面附近，是臺緣灘發育的有利相帶。筆者通過對厚坪剖面實測發現分鄉組與下部楊家壩組及上部紅花園組皆發育厚層生屑灰巖和顆粒灰巖，并在分鄉組見大量生屑呈破碎狀分布，集中在分鄉組中下部，認為其臺緣灘顆粒巖發育于風暴減弱時期，整體厚度在 35～40m 。同時，分鄉組臺緣灘分布應與下奧陶統揚子地臺北緣臺地邊緣微高地貌發育方向一致，即分鄉組在揚子地臺北緣具備發育北西到南東向的優質顆粒灘型儲層的古地理背景。

6結論

（1）揚子地臺北緣城口地區分鄉組發育五個期次的風暴巖，具體劃分出五種沉積風暴序列：序列1主要由底沖刷和礫屑層（A）粒序層（B）和平行層理段（C）組成，主要發育在臺地邊緣相帶；序列Ⅱ相較于序列I更加靠近斜坡和風暴浪基面一點，由粒序層（B）平行層理段（C）組成，發育在靠近斜坡的臺地邊緣相帶;序列Ⅲ由底沖刷和礫屑層（A）粒序層（B）、平行層理（C）和泥質泥晶灰巖段（E）組成，主要沉積于臺地邊緣斜坡相帶；序列V主要由粒序段（B）和泥質泥晶灰巖段（E）組成，主要沉積在臺地邊緣斜坡下部;序列V由粒序段（B）、丘狀層理段（D）和泥質泥晶灰巖段（E）組成，主要發育在深海陸棚相帶。（2）風暴層序自下而上的沉積環境演化為臺地邊緣、臺地邊緣斜坡、深海陸棚，縱向上表現為一個水體逐漸加深的沉積特征。（3）揚子地臺北緣分鄉組風暴巖的發現說明揚子板塊在早奧陶時期位于低緯度風暴發育地區，并且證明分鄉組沉積時期處于臺緣一斜坡相帶。這為早奧陶世揚子地臺北緣提供了重要的巖相古地理證據。（4）揚子地臺北緣分鄉組在臺地邊緣沉積，處于正常浪基面附近，是臺緣灘發育的有利相帶。因此，揚子地臺北緣分鄉組具備發育大規模優質顆粒灘型儲層的古地理背景。

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Abstract：[Objective]The purpose of this study is to study the development characteristics of the Ordovician stormrock in the northern margin of the Upper Yangtze Plate，and the sedimentary environment，paleomarine conditions， paleogeography and sedimentary paleogeomorphology of theLower Ordovician in thisarea.[Methods] The typical storm rocks in Fenxiang Formation of Houping section in Chengkou areaof the upper Yangtze Platform are studied. Detailed field profile survey and microscopic thin section identification arecariedout to study the sedimentary sequenceandsedimentary model ofFenxiang Formationand revealits geological significance.[Results]Thetempestitesedimentary structures of theFenxiang Formation in the Chengkou area include bottom scour structure，storm gravel layer，grain sequence bedding，and mound cross-bedding.In total，five tempestite sedimentary sequences were identified： Sequence Iwas composed of abottom erosion and gravel layer（A），grain sequence（B），and parallel bedding segment （C）anddeveloped in the platform margin facies； Sequence IIconsisted of a grain sequence（B） and paralel bedding segment（C），which developed in the platform margin facies near the slope.Sequence II was composed of a botom erosion and gravel layer（A），grainsequence layer（B），parallel bedding（C），and argillaceous limestone segment （E）and primarily deposited in the fore-platform slope facies zone.Sequence IV consisted of a grainsequence segment （B）andargilaceous micrite segment （E），which were primarily deposited in the lower the fore-platform slope.Sequence Vwas composed of a grain sequence（B），mound bedding segment （D），and argilaceous micrite segment Π（E） ，which mainly developed in the deepwater shelf. The development of tempestites indicate thatthe Upper Yangtze platform was located at alow latitude in the Early Ordovician，and the Chengkou area was dominated by platform margin and slope deposits.The bottom-up sedimentary environment evolved into platform margin $$ platform front slope $$ deep water shelf.[Conclusions] The development of storm rock of Fenxiang Formation in Chengkou area of Upper Yangtze Platform indicates that the Upper Yangtze platform was near the equator of lowlatitude in Ordovician period，andthe sedimentary environment was platform margin zone with geological conditions for developing large-scale platform margin shoals.

Key Words： Upper Yangtze Platform； Sichuan Basin； storm rock; Fenxiang Formation; Ordovician